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Effet de serre et changement climatique

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Academic year: 2022

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Texte intégral

(1)

Effet de serre

et changement climatique

Jean-Yves Grandpeix (& Jean-Louis Dufresne) CNRS / IPSL / LMD

grandpeix@lmd.jussieu.fr

Cette presentation : http://www.lmd.jussieu.fr/~jyg/sft_2011_jyg.ppt [Divers textes de JL Dufresne : http://www.lmd.jussieu.fr/~jldufres]

(2)

•Océans = 2/3 surface terrestre

•Bande intertropicale : 23S-23N

•Aire de la bande intertropicale = moitié de la surface terrestre.

(3)

C'est là que les activités humaines deviennent commensurables avec l'évolution planétaire.

(4)

Plan

• Physique du climat : les pionniers

• Physique de l'effet de serre

• Les autres perturbations radiatives (ou forçages)

• Modélisation du climat et estimation des changements climatiques

• Conclusions

(5)

Physique du climat

19e - début 20e siècle:

J. Fourier:

A donné un cadre pour l'analyse des phénomènes physiques régissant la température moyenne de surface des planètes

A identifié le rôle fondamental du Soleil et de l'effet de serre S. Arrhenius:

Premier calcul de la température moyenne de la Terre

Hypothèse de variations passées et éventuellement future de la concentration atmosphérique de CO2

➔Critique: la Terre « régule » la concentration de CO2

Calcul de la variation de température due à une variation de CO2

➔Critique: la variation de CO2 ne change pas l'absorption du rayonnement infrarouge par l'atmosphère

A partir des années 1960:

Rayonnement infra-rouge mieux connu

On observe un accroissement de la concentration de CO2

Premier calcul « moderne » de l'accroissement de température en réponse à un accroissement de CO2

Développement des modèles de climat

Documentation des variations passées du climat, des paléoclimats

(6)

Les perturbations anthropiques: une observation récente

Année

Concentration en CO2 (ppmv)

Source: GIEC 2001

(7)

Plan

• Physique du climat : les pionniers

• Physique de l'effet de serre

• Les autres perturbations radiatives (ou forçages)

• Modélisation du climat et estimation des changements climatiques

• Projections pour le futur

• Conclusions

(8)

Rayonnement électromagnétique:

• Transporte de l'énergie dans le vide et dans les matériaux

• Caractérisé par un flux d'énergie

transportée (on parle aussi d'intensité du rayonnement) et par une longueur d'onde (ou un spectre de longueur d'onde)

• Description quantique: flux de

photons, l'énergie de chaque photon dépendant de la longueur d'onde

Rayonnement électromagnétique

(9)

Rayonnement émis et absorbé

Tout corps perd de l'énergie en émettant un rayonnement dont l'intensité et le spectre dépendent de la température absolue T.

• Intensité du rayonnement:

P=ε σ T4 P: puissance (W.m-2) T: température (K)

σ: constante de Stefan-Boltzmann (5,67.10-8 W.m-2.K-4)

ε: émissivité du matériaux (0≤ε≤1).

ex: T= 300K (27°C) , ε=1 => P ≈ 460 W.m-2 T= 273K (0°C) , ε=1 => P ≈ 315 W.m-2

Émissivité = absorptivité, pour chaque longueur d'onde

ε=1 pour les matériaux parfaitement absorbant

ε=0 pour les matériaux parfaitement transparent

Émission de rayonnement: transformation d'énergie thermique (chimique, électrique...) en énergie radiative

Absorption de rayonnement: transformation d'énergie radiative en énergie thermique (chimique, électrique...). Par ex: plaque noire au soleil.

(10)

Énergie émise (fonction de Planck) en fonction de la longueur d'onde (ou spectre d'émission), pour différentes températures:

• 6000°C (soleil)

• 2200°C (lampe à filament)

• 700°C (lave de volcan)

• 30°C (temp. ambiante)

Spectre d'émission

Longueur d'onde (µm) 6000°C

2200°C

700°C

30°C

6000°C

2200°C

700°C 30°C

Longueur d'onde (µm)

Spectres d'émission Spectres d'émission normalisés par la valeur maximum

Energie émise

(11)

Température d'équilibre de la Terre

Émission de rayonnement infrarouge

4.π R2 σ Te4

Absorption du

rayonnement solaire (1-A) π.R2.F0

Équilibre énergétique:

puissance du rayonnement émis = puissance du rayonnement absorbé 4 π R2 σ Te4 = (1-A) π R2 F0

σ Te4 = ¼ (1-A) F0Avec Te: Température d'équilibre radiatif A : albédo planétaire

F0: Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère =1364 W/m2

σ : constante de Stefan-Boltzmann Émission du

corps noir Surface de la

Terre

Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère

Coefficient d'absorption Section de la Terre

Flux solaire absorbé ≈ 0.175 F0 ≈ 1/6 Flux solaire incident

(12)

Température d'équilibre de la Terre (2)

La valeur moyenne actuelle du globe est 0,3, ce qui correspond à une température de 255 °K (soit -18°C).

La température de surface plus élevée (environ 15°C) est due à l'effet de serre.

Albédo (c.-à-d. pourcentage de rayonnement solaire réfléchi) de différents type de surface

Neige fraîche 75 à 95%

Surface de la mer 2 à 7 % Sol sombre 5 à 15%

Cultures 15 à 25%

La valeur moyenne actuelle de l'albédo de la Terre est 30%, notamment du fait de la présence de nuages.

Température d'équilibre radiatif de la Terre pour diverses valeurs de l'albédo.

(13)

Température d’équilibre d’une plaque au soleil est atteinte lorsqu’elle perd autant d’énergie par émission de rayonnement infrarouge qu’elle en gagne par absorption de rayonnement solaire.

isolant

1 1

plaque

Effet de serre à une vitre idéalisée

(14)

isolant

Vitre

1 1 1

1

1

plaque

Effet de serre à une vitre idéalisée

On place une vitre, parfaitement transparente au

rayonnement solaire et totalement opaque au rayonnement infra-rouge au dessus de la plaque

(15)

F

s

Dans un modèle de serre à une couche, isotherme (utilisé par S. Arrhenius), la température de surface dépend directement de l'émissivité de la couche.

Nous allons montrer que ce modèle n'est pas adapté aux milieux très absorbants, lorsque l'absorption est « saturée »

Couche isotherme (vitre, atmosphère):

•rayonnement solaire: parfaitement transparente

•rayonnement infrarouge:

émissivité=absorptivité=εa réflectivité=0 Surface: parfaitement absorbante pour les

rayonnements solaire et infra-rouge On a alors:

D'où:

Ts4=Fs

Fs=F0FS.a/2 FS1−a FS.a/2

FS.a/2

F

0

 Ts4= F0 1−a/2

Effet de serre à une couche

Ta4=Fs.a/2

(16)
(17)

Effet de « saturation »

Absorption de l'atmosphère moyennée

sur le domaine infra-rouge en fonction du CO2, pour différentes valeurs de H20

Absorption monochromatique de l'atmosphère due au seul CO2, en fonction de

la longueur d'onde, pour différentes concentrations de CO2

Concentration de CO2 (ppm)

Absorption moyenne Absorption monochromatique

Longueur d'onde (μm)

(18)

Altitude d'émission

Z

altitude

∂ vz

m =vBvTexp−v.Mz

Densité du flux radiatif

échangé entre un volume de gaz à l'altitude z et l'espace:

avec:

M(z): masse d'atmosphère entre z et l'espace

kv: coefficient d'absorption par unité de masse

Bv(T): fonction de Planck

flux émis transmissivité

(19)

Altitude d'émission

Z

altitude

Ze

Z

altitude

Ze

Zone « aveugle »

(20)

Altitude d'émission

altitudeZ

Ze

Z

Zone

« aveugle »

altitudeZ Ze

Z

Zone

« aveugle »

Configuration de référence Doublement de la quantité d'absorbant

(21)

Rayonnement solaire net Rayonnement solaire net FFss

FFirir= FFss

température T

altitude

Z

Effet de serre dans une atmosphère stratifiée.

Rayonnement IR sortant FFirir

FFss

FFirir

a)

dT/dz fixé par convection

Ze Ze: altitude d’émission vers l’espace

(22)

FFs s Rayonnement solaire netRayonnement solaire net

FFirir= FFss

FFss

température T

altitude

Z

FFirirRayonnement IR sortant

FFirir

FFss

FFirir

FFss

FFirir

FFirir< FFss FFirir= FFss

température T température T

Z Z

a) b) c)

Z1

Z2 Z2

GES (CO2) augmente, Ze augmente, Te diminue:

Rayonnement sortant plus faible.

T(z) augmente:

Retour à l’équilibre dT/dz fixé

par convection

Effet de serre dans une atmosphère stratifiée.

(23)

Pour une atmosphère stratifiée, il faut considérer les flux au sommet de l'atmosphère, et non les flux en surface

(premiers calculs fin des années 1960)

Rayonnement solaire net Rayonnement solaire net FFss

FFirir= FFss

FFss

température T

altitude

Z

Rayonnement IR sortant FFirir

FFirir

FFss

FFirir

FFss

FFirir

FFirir< FFss FFirir= FFss

température T température T

Z Z

a) b) c)

Z1

Z2 Z2

Effet de serre dans une atmosphère stratifiée.

(24)
(25)

L'absorption du rayonnement infrarouge par le CO

2

Absorption de l'atmosphère moyennée sur

le domaine infra-rouge en fonction du CO2, pour différentes valeurs de H20

Variation de l'effet de serre pour une atmosphère “standard”, en fonction de la

concentration de CO2

Concentration de CO2 (ppm)

Absorption moyenne Foage radiatif (W.m-2 )

Concentration de CO2 (ppm)

Même si l'absorption moyenne de l'atmosphère n'augmente pas

lorsque le CO2 augmente, l'effet de serre augmente car l'atmosphère est stratifiée en température

(26)

Effet de serre:

Vapeur d'eau 60%

CO2 26%

Ozone 8%

N2O+CH4 6%

Contribution à l'effet de serre

H 2O CO2 O3 N 2O+CH 4

H2O CO2

L'effet de serre sur Terre

O3

CH4 N2O

AbsorptionAbsorptionÉmission

λ(μm)

λ(μm)

λ(μm)

(27)

Absorption de l'atmosphère moyennée

sur le domaine infra-rouge en fonction du contenu en H20

Absorption monochromatique de l'atmosphère pour différentes concentrations

de H20, et pour CO2

Quantité intégrée de H2O (kg.m-2)

Absorption moyenne Absorption monochromatique

Longueur d'onde (μm)

L'absorption du rayonnement infrarouge par H

2

O

(28)

Température

d'émission Température de surface

Rayonnement reçu par l'espace

Fenêtre atmosphérique

Absorption

H2O Absorption CO2 Température

Altitude

Analyse de l'effet de serre sur Terre

Rayonnement émis par la surface

(29)

Température

d'émission Température de surface

Rayonnement reçu par l'espace

Fenêtre atmosphérique

Absorption

H2O Absorption CO2 Température

Altitude

Analyse de l'effet de serre sur Terre

H2O+20% CO2x2

Rayonnement émis par la surface

(30)

Rayonnement émis par la terre et l'atmosphère

Spectre infra-rouge observé par satellite (méditerranée)

mW.m-2 .sr-1 .(cm-1 )-1

Spectre d'absorption de l'atmopshère

nombre d'onde (cm-1)

Profil verticaux de température

O3

CH4

25 15 12 10 8 (µm)

25 15 12 10 8 longueur d'onde (µm)

nombre d'onde (cm-1)

(31)

Flux sortant

©EUMETSAT

Canal vapeur d’eau de Météosat (infrarouge)

Canal visible de Météosat

(32)

Flux infra-rouge sortant Sommet de l'atmosphère

Flux = σ T

4

T émission

(33)

Décomposition des contributions respectives des absorbants et des domaines spectraux

S: rayonnement solaire L: rayonnement IR

La stratosphère:

• chauffage radiatif absorption ray. Solaire par O3 et O2

• refroidissement radiatif emission IR par CO2 et H2O

(34)

Refroidissement de la stratosphère quand la concentration de CO

2

augmente

ε≈ρCO2kCO2dz <<1 dz

εσTE4 εσTSTRATO4

εσTSTRATO4

SO3 A l’équilibre:

SO3+ εσTE4 = 2εσTSTRATO4

Donc 14

03 4

2 







 +

= σ

ε σ E

STRATO

S T T

Si la concentration de CO2 augmente, alors ε≈ρCO2kCO2dz, augmente.

En supposant :

∙ que la concentration d’ozone reste constante,

∙ que l’albédo planétaire reste constant (donc TE aussi) alors TSTRATO diminue.

La stratosphère est en équilibre radiatif pur où l’absorption des ondes courtes (principalement due à l’ozone) est compensée par l’émission ondes longues vers l’espace et vers la troposphère (principalement due au CO2).

(35)

Source GIEC 2007

TOUT O3 GES

L’ozone refroidit la basse stratosphère aux hautes latitudes

Les GES refroidissent la stratosphère globalement

Moyenne zonale de la différence 1999-1980 en °/siècle

Solar Volcans

Sulphate aerosols

Variation de température de la stratosphère

(36)

Stratosphère Surface

La surface se réchauffe

Mais

La stratosphère se refroidit

Température en altitude

(37)

Les contributions à l'effet de serre

Contributions à l'accroissement de l'effet dus aux activités humaines:

•CO2 56%

•CFCs 12%

•méthane (CH4) 16%

• ozone (O3) 11%

•N2O 5%

Effet de serre du aux activité humaine

CO2 CFCs CH4 N2O

CO2 03

CFCs O3

CH4 Effet de serre (W.m-2):

Vapeur d'eau 75 60%

CO2 32 26%

ozone 10 8%

N2O+CH4 8 6%

Contribution à l'effet de serre

H 2O CO2 O3 N 2O+CH 4

H2O CO2

O3

CH4 N2O

N2O

Source: GIEC 2007

(38)

• Dans les serres horticoles, le réchauffement est principalement dû à la limitation des échanges par évaporation et convection

• Sur Terre les échanges entre la surface et l'atmosphère sont également dominés par l'évaporation-condensation, mais ce sont les échanges par rayonnement infrarouge qui contrôlent le refroidissement vers 'espace

[Trenberth et al., BAMS, 2009]

L'effet de serre: un phénomène physique réel... mais 

mal nommé

(39)

Plan

• Physique du climat : les pionniers

• Physique de l'effet de serre

• Les autres perturbations radiatives (ou forçages)

• Modélisation du climat et estimation des changements climatiques

• Projections pour le futur

• Conclusions

(40)

Aérosols anthropiques

Source: Kaufman et al. 2002, Bréon et al. 2002

Les aérosols :

Réfléchissent le rayonnement solaire

Modifient la taille des gouttes des nuages

Modifient la formation des précipitations ?

(41)

Aérosols anthropiques

Effet radiatif des aérosols sulfatés (direct et indirect)

Mais aussi carbone suie, poussières minérales...

(W/m2)

Source: GIEC 2001

(42)

Irradiance solaire

Source: GIEC 2007

(43)

Les différents facteurs externes

ayant affecté le climat au cours du 20eme siècle

S'ajoutent au "forçage"

solaire de référence (240 W/m2)

(44)

Évolution des forçages depuis 150 ans

Les aérosols masquent aujourd'hui 1/3 à ½ de l'effet de serre additionnel, et leurs effets sont incertains.

Source: GIEC 2007

Forçage solaire

Forçage solaire xx 6 : 0.7 W.m 6 : 0.7 W.m-2-2 [0.04 à 1.8] [0.04 à 1.8]

(45)

Plan

• Physique du climat : les pionniers

• Physique de l'effet de serre

• Les autres perturbations radiatives (ou forçages)

• Modélisation du climat et estimation des changements climatiques

• Projections pour le futur

• Conclusions

(46)

Pourquoi des modèles climatiques?

Quelle complexité?

Toute quantification, analyse de données, extrapolation, projection...

repose sur une abstraction, une modélisation et des simplifications.

La théorie de l'effet de serre est simple... si le climat ne change pas.

Par exemple, accroissement de température dû à une doublement de CO2:

• si l'humidité absolue de l'atmosphère reste constante: 1.2°C

• si l'humidité relative de l'atmosphère reste constante: ≃2.5°C En quoi les différentes perturbations diffèrent ou pas? Quelles

hypothèses sont cohérentes avec les observations?...

(47)

Pourquoi des modèles climatiques?

Quelle complexité?

Les modèles numériques de climats:

• sont basés sur des équations physiques, avec un certains nombres d'approximation

• ne sont pas des outils d'extrapolation d'observations existantes

• sont des outils permettant de réaliser des simulations numériques, avec différents états initiaux, différentes conditions aux limites,

différentes hypothèses, différentes valeurs de paramètres...

• sont des outils permettant d'éprouver différentes hypothèses: les observations sont-elles compatibles avec les résultats des

simulations, basés sur des hypothèses différentes?

(48)

19 vert.

levels

30 vert.

levels

Modèle climatique de l'IPSL

Atmosphère et surf. continentale (LMDZ - ORCHIDEE)

Océan et glace de mer (ORCA-LIM) coupleur

(OASIS)

Résolution:

Atm: 3.75°x2.5° (~350 km) Oce: 2°x2°

(49)

Comment «tourne» un modèle?

On part d'un état initial, et on effectue une simulation avec des conditions aux limites (des forçages) fixes ou variables avec le temps

Méthode:

Réalisation de simulations numériques avec différentes conditions aux limites (différents forçages) ou différentes conditions initiales

Analyses statistiques des résultats de simulations

Les résultats de simulations ne sont pas directement comparable, en

fonction du temps, aux observations. La comparaison avec les mesures ne peut être que statistiques.

(50)

Les perturbations du climat

Source: GIEC, 2001

anthropiques

naturelles

(51)

L'homme a-t-il déjà changé le climat ?

Anomalie de température de la surface de la Terre observée et calculée en prenant en compte uniquement les perturbations naturelles (éruptions volcaniques, activité solaire...)

Anomalie de température de la surface de la Terre observée et calculée en prenant en compte les perturbations naturelles et les perturbations dues aux activités humaines (accroissement observé de la quantité de gaz à effet de serre et des aérosols)

Source: GIEC 2007

(52)

• Le climat peut varier en réponse à des “forçages”

(perturbations extérieures)

• Forçages naturels

• Forçages anthropiques

• Le climat varie, même sans perturbations extérieures (variabilité interne)

Variations et variabilité du climat

(53)

L'homme a-t-il déjà changé le climat ?

Source: GIEC 2007

Noir: observations; bleu: forçages naturels; magenta: forçages anthropiques+naturels

(54)

Plan

• Physique du climat : les pionniers

• Physique de l'effet de serre

• Les autres perturbations radiatives (ou forçages)

• Modélisation du climat et estimation des changements climatiques

• Projections pour le futur

• Conclusions

(55)

Emissions et concentrations de CO2:

utilisation de scénarios

Source: GIEC 2001

(56)

Amplitude des variations de la température globale

GIEC, 2007

(57)

GIEC, 2007

800 1000 1200 1400 1600 2000 2100

1800

Amplitude des variations de la température globale

(58)

Vision globale du changement climatique :

bilan radiatif terrestre et retroactions

(59)

Type de rétroaction

Force de troaction

Incertitudes liées aux différentes rétroactions

La rétroaction la plus forte est celle liée à la vapeur d'eau.

• Depuis le précédent rapport du GIEC, il y a convergence des modèles sur les rétroactions liées à la vapeur d'eau et à la neige (même si une dispersion non négligeable demeure).

• En revanche, il n'y a aucune convergence concernant

la rétroaction nuageuse = principale cause d'incertitude.

nuages albedo

Vapeur

d'eau totale

(60)

∆NET CRF

∆Ts ∆SW CRF

∆Ts ∆LW CRF

∆Ts

(Webb et al., Clim. Dyn., 2005)

Cloud Feedback Intercomparison Project (CFMIP) 2xCO2 experiments; 8 GCMs; slab ocean

Taux de variation du forcage radiatif des nuages (W/m2/K)

(61)

multi-model mean inter-model differences (standard deviation) multi-model mean

Importances des rétroactions

Effet direct de l'augmentation du CO2

Effet d'inertie thermique de l'océan Rétroaction de la vapeur d'eau

Rétroaction de la cryosphère Rétroaction des nuages

Réchauffement global pour un doublement de CO2

(Dufresne & Bony 2008)

(62)

multi-model mean inter-model differences (standard deviation) multi-model mean

(Dufresne & Bony 2008)

Importances des rétroactions

Moyenne des modèles Dispersion entre les modèles

Rétroaction des nuages

(63)

Projection pour l'an 2100

Changement des températures pour le scénario A2

Source: CNRM et IPSL, 2006

(64)

Projection pour l'an 2100

Changement de précipitations pour le scénario A2

Source: CNRM et IPSL, 2006

(65)

La circulation de Hadley

Haute pression en surface

(anticyclone) Basse pression

en surface

(66)

Projection pour l'an 2100

Changement de précipitations pour le scénario A2

Source: CNRM et IPSL, 2006

(67)

Source: GIEC 2007

(68)

Climat 21

e

Extension minimale de la glace de mer (été)

IPSL

CNRM

1960-1989 2070-2099;

B1

2070-2099;

A2

[Dufresne et al., 2006]

(69)

2003

Observations CNRM

IPSL Scénario SRES-A2

Dufresne et al., 2006

Evolution de la température moyenne en été en France de 1860 à 2100

Que représentent des changements de température de

quelques degrés?

(70)

Observations CNRM

IPSL

Température estivale, moyennée sur la France, pour deux scénarios

Observations CNRM

IPSL

SRES-A2

SRES-B1

2003

2003

Dufresne et al., 2006

(71)

Conclusions

• Physique du climat: née il y a plus de 150 ans, s'est fortement développée depuis 50 ans et est maintenant une véritable discipline scientifique

• Le climat varie en réponse à des forçages externes (naturels ou anthropiques) ou du fait de sa variabilité propre (variabilité interne)

• Les forçages radiatifs associés à l'accroissement des gaz à effet de

serre repose sur la physique solide, est bien compris, et mise à l'épreuve tous les jours (télédétection, astrophysique...)

• Depuis 50 ans, le forçage radiatif dû à l'accroissement des gaz à effet de serre est nettement plus élevé que les forçages naturels

• Si les émissions de gaz à effet de serre continuent de croître,

l'amplitude des forçages continuera de croître, contrairement aux

forçages naturels

(72)

Conclusions

• On estime que les variations de température (de surface, de l'océan, de la basse et de la haute atmosphère) observées depuis quelques dizaines d'années ne peuvent pas être expliquées sans prendre en compte les perturbations

anthropiques

• A forçage radiatif donné, l'incertitude des estimations des variations de

température provient essentiellement des phénomènes de rétroactions internes au système climatique

• L'état actuel des connaissances scientifiques permet d'alerter d'un risque de réchauffement très significatif et très rapide au regard des variations de

températures des derniers milliers d'année

• Un changement de température globale de quelques degrés s'accompagne de changements climatiques majeurs (pluies, extrêmes...)

• L'estimation de l'amplitude de ce réchauffement et des changements

climatiques associés demeurent des sujets de recherches importants, mais dire que le climat ne changera ne repose pas sur des bases scientifiques

(73)
(74)

Fin

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